Лекция 15. Геологическая деятельность морей и океанов

Система Мирового океана, включающая все сообщающиеся моря и океаны, — уникальное природное явление, существующее лишь на одной планете Солнечной системы. Огромная масса воды — около 1,4 млрд км³, покрывающая 2\3 поверхности земного шара, оказывает определяющее воздействие на многие современные планетарные процессы и является важным фактором геологического развития Земли.

Хотя людям издавна были знакомы прибрежные моря, они интуитивно ощущали величие Океана, которому придавали мистическое значение. Систематическое географическое познание системы Мирового океана было начато лишь в самом конце ХV в. и продолжалось более 400 лет. Особо важные открытия, позволившие понять геохимию Океана, геологическое строение его дна, динамику разнообразных процессов, протекающих в разных частях и на разных глубинах морей и океанов, приходятся на ХХ в., особенно на его вторую половину. В ХХ в. окончательно сложилась и быстро развивается особая наука — океанология, занимающая одно из ведущих мест среди наук о Земле.

Морфология дна Океана

В обобщенном профиле дна Океана в самом первом приближении выделяются следующие морфологические элементы: шельф, континентальный (материковый) склон и ложе Океана. Шельф, или континентальная отмель, представляет собой затопленную морем окраинную часть материка. Материковый склон простирается до глубины 2,5 км; в его основании выделяют материковое подножие (2,5—3,5 км глубины). Постепенный склон от континента к ложу Океана типичен для Атлантического океана, в то время как континентальный склон Тихого океана нарушается вытянутыми выступами островных дуг и впадинами окраинных морей. Большую часть площади занимает ложе Океана, располагающееся в интервале глубин от 3,5 до 6 км.

Каждому из перечисленных морфологических элементов соответствуют свои формы рельефа. Поверхность шельфа сохраняет рельеф суши, существовавший до затопления морем, вплоть до структуры гидрографической сети и очертаний отдельных речных долин, как это имеет место на шельфе Северного моря.

Континентальный склон расчленяют глубокие каньоны, врезанные в поверхность склона на многие сотни метров и распространяющиеся на подножие склона и соседние участки океанического дна.

Особенно сложно устройство поверхности океанического ложа. Срединно-океанические хребты, разделяющие обширные подводные равнины, представляют собой горные сооружения высотой 3—4 км при ширинё от 200—300 км до 1000 км. Они рассечены глубокими продольными разломами, ограничивающими протяженные рифтовые долины, занимающие осевые части хребтов.

Срединные хребты образуют сложную систему. Их общая протяженность оценивается в 60 тыс. км. Для Мирового океана также характерна система глубоководных желобов —наиболее глубоких депрессий океанического ложа. Система глубоководных желобов еще более протяженная, чем система срединных хребтов и составляет 80 тыс. км. На равнинах океанического ложа имеются крупные выступы — горы вулканического происхождения, местами образующие цепи. В частности, в центральной области Тихого океана протянулась цепь подводных вулканических выступов, выходящая в районе Гавайских островов на поверхность. Характерным элементом ложа океанов являются гайоты — высокие плосковершинные выступы вулканического происхождения, местами образующие крупные подводные плато.

Таковы основные черты морфологии дна океанов. Морфология морей различна. Выделяются котловинные моря, приуроченные к подвижным участкам земной коры материков, и эпиконтинентальные моря, представляющие собой покрытые морем поверхности континентов, расположение либо на их периферии, как, например, Северное море, либо на внутриматериковых участках, например Балтийское и Белое моря. Среди котловинных морей также имеются внутренние (например, Черное и Средиземное) и окраинные (Охотское, Японское и др.).

Химический состав морской воды

Характерная и всем известная черта морской воды — ее соленый вкус, чем она отличается от пресной воды рек. Соленость определяется количеством всех солей, присутствующих в растворенном состоянии в единице массы воды. Единицей измерения служит промилле (%_o) — тысячная доля массы (или 0,1% массы). Соленость морской воды изменяется на разных участках океанов от 32 до 39%, а во внутриконтинентальных морях еще больше: от 14—15% в опресненных морях типа Азовского, до 41—49% на разных участках Красного моря. Среднее значение солености принято равным З5%о.

Среди растворенных солей преобладают хлориды, сульфаты и бикарбонаты Nа, Мg, Са и К при доминировании хлоридов натрия. Суммарное количество солей, растворенных в водах всех морей и океанов, составляет около 5*10¹⁶ т (около 50 тыс. млрд. т).

Концентрация главных солей в морской воде далека от их пересыщения и выпадения из раствора. Лишь только в отдельных заливах, систематически пополняемых морской водой и находящихся в сухом и жарком климате, содержание солей достигает состояния пересыщенных растворов и происходит осаждение и кристаллизация солей. Не следует думать, что соленая морская вода представляет собой испарявшуюся на протяжении миллионов лет речную воду. Действительно, все реки ежегодно приносят в Мировой океан около 4 млрд. т растворимых солей, но их состав совсем иной. Среди анионов в речных водах преобладают НСО₃ и СO₃, которые в морской воде находятся в наименьшем количестве. В то же время в морской воде сульфатов в 200 раз, а хлоридов в 3000 раз больше, чем в речной.

Замечательная геохимическая особенность воды морей и океанов заключается в том, что несмотря на колебания солености, соотношение главных ионов остается постоянным.

Формирование солевого состава Мирового океана — сложный и сих пор еще не до конца выясненный процесс. Важную роль в нем играли процессы дегазации мантии — вынос паров и газов ее вещества. Вулканы беспрестанно выносят газообразные соединения серы, соляной кислоты, соединений фтора, брома, йода. Но главным компонентом вулканических газов являются пары воды. По-видимому, в результате такого выноса паров воды и кислот из недр Земли и был образован первичный океан. На протяжении длительного времени кислые воды выщелачивали катионы из минералов, слагавших вулканические горные породы, и образовывали водорастворимые соли. В частности, соляная кислота превращалась в хлорид натрия и кислые воды первичного океана постепенно трансформировались в соленые.

Важное значение в поддержании существующего солевого режима Мирового океана имеет массообмен солей между морем и сушей. Известна роль ветра в образовании континентальных аэрозолей — мельчайших твердых частиц, захваченных ветром с поверхности суши и некоторое время удерживаемых в тропосфере. Не менее важную роль играет ветер в образовании морских аэрозолей: он захватывает брызги морских волн, которые моментально высыхают и превращаются в мельчайшие кристаллики солей, становящиеся ядрами аэрозолей. На протяжении года в тропосферу поступает около 5 млрд. т солей в виде морских аэрозолей. Большая часть их возвращается на поверхность морей и океанов, а оставшаяся часть переносится на сушу, где выпадает с атмосферными осадками, а затем выносится с речным стоком в систему Мирового океана. Аналогичный механизм действовал в период существования первичного океана, а кислые дожди способствовали выщелачиваванию катионов из горных пород на суше и образованию солей. Весьма важным фактором, влияющим на солевой состав Мирового океана непосредственно и через регулирование газового режима, является жизнедеятельность организмов, населяющих моря и океаны.

В результате совместного действия перечисленных факторов произошло глубокое преобразование состава воды первичного океана и сформировался его существующий соленой состав.

Газовый режим морей и океанов

Газы, растворенные в воде Мирового океана, содержатся в соответствии с парциальным давлением газов, образующих атмосферу. Она в основном состоит из азота (75,5%), кислорода (23%) и аргона (1,28%). Эти газы соответственно растворены в морской воде. В среднем в 1 г морской воды содержится: азота — 13 см³, кислорода — от 2 до 8 см³, аргона — 0,32 см³.

Исключение составляет углекислый газ, которого в атмосфере всего 0,03 %, а в морской воде содержится больше. Это происходит потому, что этот газ при растворении вступает в химическое взаимодействие с водой, образуя угольную кислоту. Угольная кислота как двухосновная диссоциирует ступенчато. По этой причине в морской воде растворяется собственно углекислого газа 1 мг/л, а с продуктами диссоциации угольной кислоты его содержится до 45—50 мг/л.

Углекислый газ в большем количестве растворяется в холодных водах приполярных районов. Охлаждаясь, эти воды увеличивают свою плотность и опускаются на глубину. Перемещаясь к экватору, они постепенно нагреваются, поднимаются наверх и освобождаются от избытка СО₂.

Водная толща Океана определенным образом стратифицирована, расслоена по глубине. В самом поверхностном слое, куда проникают солнечные лучи, активно развивается биогенный процесс фотосинтеза, сопровождающийся выделением кислорода. Этот слой буквально насыщен кислородом, который не только растворяется в воде, но также выделяется в виде мелких пузырьков. Перемешивание воды, вызванное волнениями на поверхности, распространяется глубже, но не более 200 м. Перенос кислорода в более глубокие слои Океана осуществляют мощные течения.

Распределение температуры поверхностного слоя подчиняется географической зональности. В тропическом поясе температура круглый год постоянная, незначительно отклоняясь от 27—28° С. В приполярных районах температура зимой 1—2°С, летом несколько повышается. В нижних слоях Океана температура постоянно низкая (1—3°С в придонном слое).

Отмеченные закономерности распределения температуры воды на глубине нарушаются проявлениями подводного вулканизма вблизи активных срединных хребтов и районов подводного вулканизма. Изливающиеся базальтовые лавы имеют температуру 1000— 1200°С. Вода проникает в базальты и нагревается. В результате мощных гидротерм вода также нагревается, причем масса нагретой до 10—20°С воды поднимается на большую высоту.

Еще более сильно меняется давление воды, возрастая с каждым метром глубины на 1 кг/см². Постепенное нарастание давления на глубине около 6 км обусловливает существенное изменение свойств воды и усиливает ее растворяющую способность. В результате на указанной глубине, т.е. в глубоководных желобах и впадинах, растворяются карбонаты кальция и магния, которые в поверхностном слое Океана практически нерастворимы.

Механическая работа морской воды

Энергия движущейся воды на поверхности Океана — ветровых волн, приливов и отливов, морских течений расходуется на разрушение берегов, перенос и отложение продуктов разрушения, выработку форм прибрежного рельефа. Особенно велика роль ветрового волнения. Высота волн во время сильных штормов может достигать 15— 20 м, а волнение проявляется до глубины 150—200 м. Катастрофический характер имеют волнения, вызываемые тропическими циклонами, и цунами — огромные волны, возникающие от землетрясений, эпицентр которых находится на дне Океана. Механическое воздействие волн на берега называется морской абразией.

В зависимости от морфологии берега, состава и строения слагающих его пород выделяются два типа берегов: приглубые, с крутым уклоном дна, с которого вода уносит обломочный материал, и отмелые, с пологим уклоном дна, на котором задерживаются и накапливаются продукты разрушения берега. Наиболее интенсивно разрушаются приглубые берега. В результате ударов волн в основании приглубого берега образуется волноприбойная ниша. Она углубляется до тех пор, пока нависающие над ней породы не обрушиваются с образованием отвесного обрыва — клифа. В некоторых местах, где берег сложен известняками различной прочности, волноприбойная ниша может сильно углубиться под нависающую толщу, в которой образуются провалы округлой формы. Сквозь них можно видеть морскую воду, заливающую во время приливов волноприбойную нишу. Такие формы рельефа получили название морского карста.

Постепенно береговой уступ под длительным воздействием ударов морских волн отступает и образуется абразионная терраса — бенч. Часть обломочного материала уносится за пределы бенча и входит в состав аккумулятивной террасы, а часть откладывается приливами перед береговым обрывом, образуя пляж.

На отмелых берегах абразионные процессы слабо проявляются. Здесь характерны процессы переотложения рыхлого обломочного материала на пологом откосе морского дна и образование пляжей.

В зависимости от конфигурации береговой линии и направления ветра, вызывающего морские волны, обломочный материал перемещается вдоль берега, образуя отмели, песчаные косы, расположенные под углом к берегу, и бары — крупные валообразные аккумулятивные формы, протягивающиеся вдоль берега.

Геологическая деятельность живых организмов Океана

Группировка морских организмов по условиям местообитания. Хотя по количеству видов живых организмов Океан и уступает суше, но органический мир морей и океанов весьма разнообразен и представлен более чем 300 тыс. видов. В зависимости от условий местообитания морские организмы подразделяются на три большие группы: планктонные (блуждающие), бентосные (глубинные) и нектонные (плавающее).

Планктонные организмы населяют самый верхний слой Океана. Они неспособны самостоятельно перемещаться и переносятся водой. К ним относятся многочисленные одноклеточные животные организмы (зоопланктон): фораминиферы, имеющие крошечные раковины, построенные из карбонатов кальция и магния; радиолярии, обладающие сложным высокосимметричным опаловым скелетом. В планктоне присутствуют также мелкие беспозвоночные. Значительную часть планктона составляют фотосинтезирующие организмы (фитопланктон), представленные преимущественно одноклеточными водорослями, в том числе диатомовыми, имеющими опаловые панцири.

В поверхностном слое Океана содержится огромное количество планктонных организмов, которые составляют более 80% биомассы Мирового океана и в процессе своей жизнедеятельности осуществляют весьма важную геологическую и геохимическую работу.

В группу бентосных организмов (бентос) объединяются организмы, обитающие на дне или в придонной части моря. Среди бентосных организмов выделяют прикрепленный бентос, к которым относятся крупные водоросли (ламинарии, фукусы и др.), а из животных кораллы, мшанки, губки, многие моллюски и организмы, передвигающиеся по дну: крабы, морские ежи, отдельные моллюски. Перечисленные животные в основном являются обитателями не слишком больших глубин.

Нектонные организмы (нектон) представлены животными, свободно плавающими в воде. К этой группе прежде всего относятся рыбы, водные млекопитающие (дельфины, киты), а также кишечнополостные (кальмары, спруты). Среди представителей нектона также можно выделить глубоководных животных, в частности глубоководных рыб, которые не могут жить в верхних слоях Океана и имеют эволюционно выработанные приспособления для существования на большой глубине.

Геологическая и геохимическая работа живых организмов. Замечательный русский ученый В.И.Вернадский еще в 1921 г. показал, что главным фактором поддержания и направленного изменения химического состава Океана является жизнедеятельность населяющих его организмов. Выше отмечалось, что концентрация растворенных в морской воде химических соединений настолько мала, что по законам химии эти соединения не могут выпадать в осадок. Тем не менее в морях и океанах осаждаются огромные массы карбонатов кальция и магния, оксидов кремния, а также фосфатов кальция и других соединений. Это происходит благодаря живым, которые процессе своей жизнедеятельности захватывают необходимые им вещества, переводят их из растворенного в нерастворимое состояние, а после отмирания выводят в осадок.

Чем меньше организм, тем более краток его жизненный цикл, тем больше его многочисленных поколений и, следовательно, тем большая масса продуктов их отмирания поступает в осадок.

В этом процессе особенно эффективна роль организмов - фильтраторов. Непрерывно пропуская сквозь себя морскую воду, они отфильтровывают все содержащиеся в ней вещества и необходимые из них используют для построения скелета и мягких тканей.

Организмов-фильтраторов много среди бентосных форм, но особенно велико значение фильтраторов планктона.

Основу органического мира Океана образуют продуценты — фотосинтезирующие организмы, использующие энергию солнечных лучей для фотосинтеза первичного органического вещества. Масса фотосинтезирующих организмов планктона, среди которых главными являются диатомовые водоросли, составляет около 0,2*10⁹ т сухого органического вещества. Примерно 50% этой массы образует оксид кремния (опал). Срок жизни диатомей около суток. На протяжении года сменяется около 370 поколений. Нетрудно представить, какое огромное количество кремния извлекается ими из воды Мирового океана и поступает в осадки.

Другие планктонные организмы извлекают путем биофильтрации еще большие массы карбонатов кальция и магния, которые идут на построение их скелетов и раковинок, а после отмирания аккумулируются в осадках.

Этим не ограничивается работа планктонных биофильтраторов. Они отфильтровывают тонкие взвеси твердого вещества и выделяют их в виде более крупных комочков — пеллетов, способствуя быстрейшему осаждению на дно. Ежегодная продукция планктона (т.е. масса планктонных организмов, образующаяся на протяжении года) во много раз превышает огромную массу веществ, поступающих в Океан с речным стоком, вулканическими выбросами и эоловой пылью.

Осадкообразование в морях и океанах

Один из главных результатов разнообразных процессов, совершающихся в системе Мирового океана, — накопление осадков, из которых затем образуются осадочные горные породы. Наука, изучающая образование осадков, превращение их в осадочные горные породы, строение, состав и свойства этих пород, называется литологией.

Осадкообразование, или седиментогенез происходит разными путями. Главным источником поступления осадочного материала являются горные породы и продукты их гипергенного преобразования, которые выносятся реками, ветром и ледниками. Основная масса осадочного материала поступает в виде твердых частиц разного размера (обломков горных пород и минералов) и лишь примерно 1/8 общей массы в растворенном состоянии. Небольшое количество твердых частиц поступает в осадки также в результате абразионных процессов, вулканических извержений и осаждения космической пыли.

Образование большей части осадков происходит в результате сложного взаимодействия биологических, физико-химических и механических процессов. Поэтому осадки следует группировать по составу и обстановкам их накопления. Осаждение поступивших в морской бассейн веществ происходит не равномерно по всей акватории, а определенным образом в разных обстановках. Эти обстановки в значительной мере определяются ранее рассмотренной морфологией дна Океана и поэтому существуют зоны, закономерно циркумконтинентально сменяющие одна другую от берега к ложу Океана. Таким образом, каждому морфологическому элементу дна соответствуют определенные условия и им соответствующие осадки.

Выделяют следующие зоны осадконакопления.

Прибрежная зона, покрываемая водой во время приливов и осушаемая в отливы, называется литоралью. Для литоральной зоны характерна динамичность и разнообразие условий, что отражается на пестроте осадков. Участки, покрытые илистыми осадками, на небольшом расстоянии сменяются скоплениями песка, гальки и валунов. Помимо терригенного материала (обломков горных пород и минералов), могут образовываться обильные аккумуляции обломков раковин. Некоторые пляжи целиком состоят из ракушнякового детритуса. В значительном количестве здесь накапливаются отмершие водоросли.

Ширина литоральной зоны и состав осадков регулируются типом берегов. На отмелых берегах ширина литорали имеет значительные размеры (сотни метров). Здесь развиты песчаные пляжи; на защищенных от волн участках откладываются илы, часто образуются валы из водорослей и разбитых раковин. На приглубых берегах ширина литорали ограничена несколькими метрами, осадки состоят из гальки, гравия, крупных валунов. На побережьях тропических морей для литоральной зоны характерны заросли мангров, которые произрастают как на илистых отложениях, так и на абразионных террасах, выработанных на рифовых известняках.

Неритовая, или мелководная зона (сублитораль). Эта обширная зона занимает область шельфа и простирается до глубины 150—200 м. В силу того, что ветровое волнение распространяется практически на всю указанную толщу воды, обломочный материал в этой области подвергается сортировке по своим размерам. Ближе к берегу располагаются относительно более крупные песчаные частицы, а по мере удаления от береговой линии размеры частиц уменьшаются и песчаные частицы сменяются илистыми. Наряду с отмеченной закономерностью, в отдельных местах в зависимости от направленности ветровых волн, рельефа дна, морских течений образуются крупные песчаные банки, к которым часто приурочены колонии устриц. Для шельфа также типичны осадки из целых и раздробленных раковин моллюсков — ракушняки. Наиболее значительные аккумуляции ракушняков на шельфе находятся в аридных областях тропического пояса.

На участках перехода от шельфа к контитентальному склону и в верхней части последнего откладываются тонкопесчаные осадки с примесью глауконита — слюдоподобного минерала зеленого цвета. Здесь же образуются скопления фосфатов кальция – фосфоритов. Процесс их образования происходит следующим образом. Фосфор входит в состав животных белков и при их разрушении и доступе кислорода образует фосфат-ион. Разложение органических остатков наиболее энергично происходит на глубине 350—1000 м, где морские воды обогащаются СО₂ и РО₄. Поднимаясь с восходящими течениями, вода поступает в зону шельфа, где из-за уменьшения давления уменьшается содержание СО₂, а ионы кальция соединяются с фосфат-ионами и происходит выпадение фосфата кальция. В дальнейшем в результате процессов диагенеза образуются конкреции скрытокристаллического апатита — так называемые фосфориты.

Специфические осадки образуются в заливах, отшнурованных косами или перемычками от моря, в которые морская вода поступает ограниченно. В этих условиях происходит кристаллизация и осаждение водорастворимых солей. Известным примером современного образования соленых осадков служит залив Каспийского моря Кара-Богаз-Гол, находящийся в крайне аридных климатических условиях закаспийских пустынь. Осаждение солей также происходит в системе мелких водоемов Сиваша — залива Азовского моря, отделенного крупной песчаной перемычкой — Арабатской стрелкой.

Совершенно особая обстановка, исключительно важная для осадкообразования во всей системе Мирового океана, сложилась в эстуариях и приустьевых участках морей, где происходит встреча пресных речных вод, несущих растворенные вещества и взвеси мелкообломочного материала, с соленой морской водой.

Во-первых, резкое изменение скорости речного потока при его впадении в море влечет за собой выпадение относительно крупных обломочных частиц. Во-вторых, изменение щелочно-кислотных свойств речных вод при смешивании их с морскими вызывает коагуляцию тонких взвесей твердых терригенных частиц и коллоидных растворов органических соединений и оксидов железа, которые в большом количестве содержатся в речных водах. Скоагулированные сгустки этих веществ не только сами осаждаются, но одновременно увлекают в осадок тяжелые металлы и другие химические элементы, которые содержатся в речной воде в рассеянном состоянии.

Процессы, происходящие в приустьевых участках морей, принципиально изменяют состав воды. Морская вода не только меньше содержит всяких примесей, которые были выведены в осадок на контакте река—море, но изменяет соотношение растворимых веществ и твердых взвесей в пользу растворимых веществ. Эстуарии и приустьевые участки моря, а также в какой-то мере весь шельф в целом играют роль «геохимических ловушек» для выносимых с суши тяжелых металлов и растворимых органических веществ. Высокая концентрация различных веществ, в том числе необходимых для живых организмов, в эстуариях и авандельтах обусловливают обильный и разнообразный органический мир.

Особое положение среди биогенных образований Океана занимают коралловые рифы, сложенные карбонатными скелетами кораллов, мшанок, раковинами моллюсков, которые прочно сцементированы скоплениями остатков микроскопических известковых водорослей.

Колонии коралловых полипов образуются на глубине от 1—2 м до 50—70 м. Условием их существования является теплая (23—26°С) прозрачная морская вода нормальной солености, без замутняющих взвесей. Даже небольшое замутнение стекающей с берега дождевой водой, равно как опреснение, приводит к гибели коралловых полипов. Образование колоний коралловых полипов в настоящее время практически ограничено тропиками.

Выделяют три типа рифов. Береговые, или окаймляющие, рифы образуются на дне в непосредственной близости от берега. Барьерные рифы — мощные сооружения, простирающиеся параллельно берегу и отделенные от него мелководным заливом — вытянутой лагуной. Наиболее оригинальны кольцевые рифы, или атоллы, распространенные в центральных частях Тихого и Индийского океанов. Внутри кольца рифов находится лагуна, сообщающаяся с морем. Атолл имеет форму массивной башни с отвесными стенами, уходящими на большую глубину. Образования атоллов связано с постепенны погружением выступов океанического дна, возможно, вулканов.

Мощность рифовых известняков на атоллах весьма значительна и по данным бурения может превышать 1 км. Поверхность атоллов выступает на 1,5—2 м над уровнем Океана и представляет собой абразионную платформу покрытую коралловым песком. В кавернах рифовых известняков содержится соленая морская вода, на которой «плавает» более легкая пресная дождевая вода, находящаяся в песке. Атоллы являются настоящим оазисом в безжизненной пустыне Океана. В зарослях кустарников и кокосовых пальм гнездятся колонии птиц, рифы ниже уровня воды насыщенны многочисленными морскими обитателями, на абразионной приливно-отливной платформе растут экзотические мангровые деревья, получающие элементы минерального питания не из почвы, а из морской воды.

За пределами континентального склона отлагаются глубоководные, или батиальные, осадки. На большей части ложа Океана залегают специфические глубоководные океанические илы. Они представлены либо известковыми илами светло-серого цвета, либо синевато-серыми глинистыми илами, в основном состоящими из высокодисперсных глинистых терригенных частиц с незначительной примесью мелких обломочных зерен кварца, явно занесенных в пределы акватории ветром. Цвет этих илов обусловлен недостатком свободного кислорода на дне Океана, вследствие чего железо в них находится в двухвалентной форме. Терригенное происхождение глинистых частиц не вызывает сомнения, но ранее литологи предполагали, что все они поступили с речным стоком. После обнаружения процесса тотального осаждения взвешенных твердых частиц на контакте река—море ученые склоняются к мнению о том, что не менее половины этого материала также принесено ветром.

Ранее также предполагали, что океанические илы сформировались путем непосредственного осаждения высокодисперсных частиц. Но оказалось, что столь мелкие частицы не могут достигнуть дна за то время, на протяжении которого накапливались илистые осадки. Следовательно, что-то должно способствовать их более быстрому осаждению. Исследованиями ученых многих стран было обнаружено, что планктонные организмы-фильтраторы отфильтровывают ненужные вещества и выделяют их в виде пеллетов комочков размером от 0,01 до 1 мм. По причине того, что величина комочков в сотни и тысячи раз превышает размеры высокодисперсных глинистых частиц, они соответственно быстрее осаждаются на дно. Таким образом, хотя глинистые глубоководные илы и состоят преимущественно из терригенных частиц, но имеют биогенное происхождение.

Биогенное образование известковых илов и ранее не вызывало сомнения, так как в их составе присутствуют панцири и скорлупки планктонных организмов. Среди известковых органических илов выделяют по составу слагающих их отмерших организмов фораминиферовые, птероподовые и т.п. Для батиальных осадков особенно типичны глобигериновые илы, состоящие из микроскопических раковин глобигерин и их обломков, также агрегированных в пеллеты.

Среди глубоководных осадков выделяются гляциально- морские отложения айсбергов, распространенные в районах, окружающих Антарктиду. Они отличаются наличием крупных обломков и плохой сортированностью.

На составе океанических илов сказывается климатическая зональность: в холодных областях преобладают кремнистые илы, в тропических — известковые.

Наиболее глубоководные — абиссальные осадки залегают на глубинах более 4500—5000 м. Как уже поминалось, ниже указанной глубины вода усиливает свою растворяющую способность, вследствие чего карбонатные пеллетты растворяются и известковые илы среди наиболее глубоководных осадков отсутствуют. Здесь распространенными осадками являются радиоляриевые илы и так называемая красная глубоководная глина.

Радиоляриевые илы состоят из опаловых скелетов радиоляй — микроскопических планктонных животных — с примесью скорлупок диатомей и высокодисперсных частиц. Красная глубоководная глина имеет разнообразный полигенный состав и сложена высокодисперсными частицами вулканических выбросов, глинистых минералов и гидроксидов железа. Характерной примесью более глубоководных осадков являются «космические шарики», состоящие либо из силикатного стекла ультраосновного состава, либо из никелистого железа. Размер шариков — от нескольких тысячных долей миллиметра до 0,5 мм. По-видимому, шарики представляют собой застывшие брызги мелких метеоритов, разбившихся и расплавившихся при вхождении в атмосферу Земли.

Огромные пространства океанического ложа, особенно в Тихом и Индийском океанах, покрыты железомарганцевыми конкрециями. Они имеют округлую, уплощенную, иногда очень неправильную форму. Их размеры сильно колеблются; наиболее часто встречаются конкреции размером 3—7 см в поперечнике. Конкреции образуются быстрее, чем происходит накопление красных глубоководных глин. Помимо железа и марганца в конкрециях концентрируются никель, кобальт, медь и другие металлы. Таким образом, океанические железомарганцевые конкреции — ценная комплексная руда. В некоторых местах конкреции покрывают 50% поверхности дна и их содержание достигает 40 кг на 1 м².

Важной частью осадков ложа Океана являются осадки эндогенного происхождения, вынесенные подводными вулканическими извержениями и гидротермами.

Диагенез осадков. Свежеотложенные осадки населяют огромное количество бактерий. В процессе своей жизнедеятельности они изменяют физико-химические условия среды. При этом меняется состав газовой фазы. Постепенно уменьшается содержание свободного кислорода и за счет разложения органического вещества увеличивается содержание аммиака, метана, углекислого газа и других газов. Необходимый им кислород специализированные бактерии извлекают из химических соединений — вначале из гидроксидов железа и марганца. Это сопровождается образованием различных минералов, в состав которых входит неполностью окисленное двухвалентное железо. Так как одновременно микроорганизмы выделяют СО₂, то возникают карбонаты двухвалентного железа и марганца (сидерит, анкерит, родохрозит). При наличии фосфорной кислоты образуются фосфаты двухвалентного железа (вивианит). В определенных условиях возникают глауконит и железистые хлориты. Образование карбонатов кальция способствует щелочности иловых растворов. Это приводит к перераспределению опала и образованию окремнелых участков и кремнистых конкреций. В дальнейшем бактерии для получения кислорода начинают разрушать малостойкие минералы, в частности, сульфаты. При этом происходит возникновение сероводорода и физико-химические условия приобретают ясно выраженный восстановительный характер. Образуются сульфиды железа, а при отсутствии перемешивания слоев воды может начаться сероводородное заражение бассейна.

В результате процесса диагенеза из осадков образуются осадочные горные породы. Осадки уплотняются, в них происходит перераспределение вещества, образуются различные конкреции. Вместе с тем происходит цементация рыхлых осадков. Обычно новообразованные минералы, которые цементируют обломочные зерна, представлены карбонатами (кальцит, доломит, сидерит), гидроксидами железа (гидрогетит, реже гидрогематит), опалом и халцедоном.